La pedosfera (del griego antiguo πέδον ( pédon ) 'suelo, tierra' y σφαῖρα ( sphaîra ) 'esfera') es la capa más externa de la Tierra que está compuesta de suelo y sujeta a procesos de formación del suelo . Existe en la interfaz de la litosfera , la atmósfera , la hidrosfera y la biosfera . [1] La pedosfera es la piel de la Tierra y sólo se desarrolla cuando hay una interacción dinámica entre la atmósfera (aire dentro y sobre el suelo), la biosfera (organismos vivos), la litosfera ( regolito no consolidado y lecho de roca consolidado ) y la hidrosfera ( agua dentro, sobre y debajo del suelo). La pedosfera es la base de la vida terrestre en la Tierra.
La pedosfera actúa como mediador del flujo químico y biogeoquímico dentro y fuera de estos respectivos sistemas y está formada por componentes gaseosos, minerales, fluidos y biológicos. La pedosfera se encuentra dentro de la Zona Crítica, una interfaz más amplia que incluye vegetación, pedosfera, sistemas acuíferos , regolito y finalmente termina a cierta profundidad en el lecho de roca donde la biosfera y la hidrosfera dejan de realizar cambios significativos en la química en profundidad. Como parte del sistema global más amplio, cualquier entorno particular en el que se forma el suelo está influenciado únicamente por su posición geográfica en el globo, ya que los cambios climáticos, geológicos, biológicos y antropogénicos ocurren con cambios de longitud y latitud.
La pedosfera se encuentra debajo de la cubierta vegetal de la biosfera y por encima de la hidrosfera y la litosfera. El proceso de formación del suelo (pedogénesis) puede comenzar sin la ayuda de la biología, pero se acelera significativamente en presencia de reacciones biológicas, donde se forma una esponja de carbono del suelo . [2] La formación del suelo comienza con la descomposición química y/o física de los minerales para formar el material inicial que recubre el sustrato del lecho rocoso. La biología acelera esto al secretar compuestos ácidos que ayudan a romper las rocas. Los pioneros biológicos particulares son los líquenes , los musgos y las plantas con semillas, [3] pero tienen lugar muchas otras reacciones inorgánicas que diversifican la composición química de la capa inicial del suelo. Una vez que se acumulan los productos de la meteorización y la descomposición , un cuerpo de suelo coherente permite la migración de fluidos tanto vertical como lateralmente a través del perfil del suelo , provocando el intercambio iónico entre las fases sólida, fluida y gaseosa. A medida que pasa el tiempo, la geoquímica general de la capa del suelo se desviará de la composición inicial del lecho de roca y evolucionará hacia una química que refleja el tipo de reacciones que tienen lugar en el suelo. [4]
Las condiciones primarias para el desarrollo del suelo están controladas por la composición química de la roca sobre la que se asentará el suelo. Los tipos de rocas que forman la base del perfil del suelo suelen ser rocas sedimentarias (carbonatadas o silíceas), ígneas o metaígneas ( rocas ígneas metamorfoseadas ) o volcánicas y metavolcánicas. El tipo de roca y los procesos que conducen a su exposición en la superficie están controlados por el entorno geológico regional del área específica bajo estudio, que gira en torno a la teoría subyacente de la tectónica de placas , la deformación posterior , el levantamiento , el hundimiento y la deposición .
Las rocas metaígneas y metavolcánicas forman el componente más grande de los cratones y tienen un alto contenido de sílice . Las rocas ígneas y volcánicas también tienen un alto contenido de sílice, pero en las rocas no metamorfoseadas, la erosión se vuelve más rápida y la movilización de iones está más extendida. Las rocas con alto contenido de sílice producen ácido silícico como producto de meteorización. Hay pocos tipos de rocas que conduzcan a un enriquecimiento localizado de algunos de los elementos biológicamente limitantes como el fósforo (P) y el nitrógeno (N). El esquisto fosfatado (< 15% P 2 O 5 ) y la fosforita (> 15 % P 2 O 5 ) se forman en cuencas anóxicas de aguas profundas que preservan el material orgánico. [5] La piedra verde (metabasalto), la filita y el esquisto liberan hasta un 30-50% de la reserva de nitrógeno. [6] A menudo se depositan gruesas sucesiones de rocas carbonatadas en los márgenes de los cratones durante el aumento del nivel del mar. La disolución generalizada de carbonato y evaporitas conduce a niveles elevados de Mg 2+ , HCO−
3, Sr 2+ , Na + , Cl − y SO2-4
_iones en solución acuosa. [7]
El proceso de formación del suelo está dominado por la erosión química de los minerales de silicato, ayudada por productos ácidos de plantas y organismos pioneros , así como por aportes de ácido carbónico de la atmósfera. El ácido carbónico se produce en la atmósfera y en las capas del suelo mediante la reacción de carbonatación . [4]
Esta es la forma dominante de meteorización química y ayuda en la descomposición de minerales carbonatados (como la calcita y la dolomita ) y minerales de silicato (como el feldespato ). La descomposición del feldespato sódico, albita , por el ácido carbónico para formar arcilla caolinita es la siguiente: [4]
La evidencia de esta reacción en el campo serían niveles elevados de bicarbonato ( HCO−
3), iones de sodio y sílice en el agua de escorrentía.
La descomposición de los minerales carbonatados: [4] [7]
La disolución adicional del ácido carbónico (H 2 CO 3 ) y bicarbonato ( HCO−
3) produce gas CO 2 . La oxidación también contribuye de manera importante a la descomposición de muchos minerales de silicato y a la formación de minerales secundarios ( diagénesis ) en el perfil temprano del suelo. La oxidación del olivino (FeMgSiO 4 ) libera iones Fe, Mg y Si. [8] El Mg es soluble en agua y se transporta en la escorrentía , pero el Fe a menudo reacciona con el oxígeno para precipitar Fe 2 O 3 ( hematita ), el estado oxidado del óxido de hierro. El azufre , un subproducto del material orgánico en descomposición, también reaccionará con el hierro para formar pirita (FeS 2 ) en ambientes reductores. La disolución de la pirita conduce a niveles bajos de pH debido a los niveles elevados de iones H + y una mayor precipitación de Fe 2 O 3 [4], lo que finalmente cambia las condiciones redox del medio ambiente.
Los aportes de la biosfera pueden comenzar con líquenes y otros microorganismos que secretan ácido oxálico . Estos microorganismos, asociados con la comunidad de líquenes o que habitan de forma independiente en las rocas, incluyen algas verdiazules , algas verdes , diversos hongos y numerosas bacterias. [9] Los líquenes han sido considerados durante mucho tiempo como los pioneros del desarrollo del suelo, como sugiere la siguiente declaración de Isozaki de 1997:
La conversión inicial de la roca en suelo la llevan a cabo los líquenes pioneros y sus sucesores, los musgos, en los que los rizoides parecidos a pelos asumen el papel de raíces al descomponer la superficie en polvo fino. [10]
Sin embargo, los líquenes no son necesariamente los únicos organismos pioneros ni la forma más temprana de formación del suelo, ya que se ha documentado que las plantas con semillas pueden ocupar un área y colonizar más rápido que los líquenes. Además, la sedimentación eólica (generada por el viento) puede producir altas tasas de acumulación de sedimentos. No obstante, los líquenes ciertamente pueden soportar condiciones más duras que la mayoría de las plantas vasculares y, aunque tienen tasas de colonización más lentas, forman el grupo dominante en las regiones alpinas .
Los ácidos orgánicos liberados por las raíces de las plantas incluyen el ácido acético y el ácido cítrico . Durante la descomposición de la materia orgánica, los ácidos fenólicos se liberan de la materia vegetal y los microbios del suelo liberan ácido húmico y ácido fúlvico . Estos ácidos orgánicos aceleran la erosión química combinándose con algunos de los productos de la erosión en un proceso conocido como quelación . En el perfil del suelo, estos ácidos orgánicos a menudo se concentran en la parte superior del perfil, mientras que el ácido carbónico juega un papel más importante hacia la parte inferior del perfil o debajo del acuífero. [4]
A medida que la columna de suelo se desarrolla hacia acumulaciones más espesas, animales más grandes llegan a habitar el suelo y continúan alterando la evolución química de sus respectivos nichos . Las lombrices de tierra airean el suelo y convierten grandes cantidades de materia orgánica en humus rico , mejorando la fertilidad del suelo . Los pequeños mamíferos excavadores almacenan alimentos, crecen y pueden hibernar en la pedosfera, alterando el curso de la evolución del suelo. Los grandes mamíferos herbívoros transportan nutrientes por encima del suelo en forma de desechos ricos en nitrógeno y astas ricas en fósforo, mientras que los depredadores dejan montones de huesos ricos en fósforo en la superficie del suelo, lo que lleva a un enriquecimiento localizado del suelo.
El ciclo de nutrientes en lagos y humedales de agua dulce depende en gran medida de las condiciones redox. [4] Bajo unos pocos milímetros de agua, las bacterias heterótrofas metabolizan y consumen oxígeno. Por lo tanto, agotan el oxígeno del suelo y crean la necesidad de respiración anaeróbica . Algunos procesos microbianos anaeróbicos incluyen la desnitrificación , la reducción de sulfatos y la metanogénesis y son responsables de la liberación de N 2 (nitrógeno), H 2 S ( sulfuro de hidrógeno ) y CH 4 ( metano ). Otros procesos microbianos anaeróbicos están relacionados con cambios en el estado de oxidación del hierro y el manganeso. Como resultado de la descomposición anaeróbica, el suelo almacena grandes cantidades de carbono orgánico porque la esponja de carbono del suelo permanece intacta. [4]
El potencial de reducción describe de qué manera se desarrollarán las reacciones químicas en suelos deficientes en oxígeno y controla el ciclo de nutrientes en sistemas inundados. El potencial de reducción se utiliza para expresar la probabilidad de que un entorno reciba electrones [4] y, por lo tanto, se reduzca. Por ejemplo, si un sistema ya tiene muchos electrones (esquisto anóxico y rico en compuestos orgánicos ), se reduce. En un sistema, probablemente donará electrones a una parte que tenga una baja concentración de electrones, o un ambiente oxidado, para equilibrarse con el gradiente químico. Un ambiente oxidado tiene un alto potencial redox, mientras que un ambiente reducido tiene un potencial redox bajo.
El potencial redox está controlado por el estado de oxidación de las especies químicas, el pH y la cantidad de O 2 que hay en el sistema. El ambiente oxidante acepta electrones debido a la presencia de O 2 , que actúa como aceptor de electrones: [4]
Esta ecuación tenderá a moverse hacia la derecha en condiciones ácidas. Los potenciales redox más altos se encuentran a niveles de pH más bajos. Las bacterias, organismos heterótrofos, consumen oxígeno mientras descomponen la materia orgánica. Esto agota el oxígeno del suelo, disminuyendo así el potencial redox. A un alto potencial redox, la forma oxidada del hierro, el hierro férrico (Fe 3+ ), se depositará comúnmente como hematita . En condiciones redox bajas, las tasas de descomposición disminuyen y la deposición de hierro ferroso (Fe 2+ ) aumenta.
Mediante el uso de herramientas geoquímicas analíticas como la fluorescencia de rayos X o la espectrometría de masas acoplada inductivamente , las dos formas de Fe (Fe 2+ y Fe 3+ ) se pueden medir en rocas antiguas, determinando así el potencial redox de suelos antiguos. Un estudio de este tipo se realizó en rocas del Pérmico al Triásico (de 300 a 200 millones de años) en Japón y Columbia Británica. Los geólogos encontraron hematita a lo largo del Pérmico temprano y medio , pero comenzaron a encontrar la forma reducida de hierro en pirita dentro de los suelos antiguos cerca del final del Pérmico y en el Triásico. Estos resultados sugieren que las condiciones se volvieron menos ricas en oxígeno, incluso anóxicas, durante el Pérmico tardío, lo que finalmente condujo a la mayor extinción en la historia de la Tierra, la extinción PT . [11]
La descomposición en suelos anóxicos o reducidos también la llevan a cabo bacterias reductoras de azufre que, en lugar de O 2 , utilizan SO.2-4
_como aceptor de electrones y produce sulfuro de hidrógeno (H 2 S) y dióxido de carbono en el proceso: [4]
El gas H 2 S se filtra hacia arriba y reacciona con Fe 2+ y precipita pirita, actuando como una trampa para el gas tóxico H 2 S. Sin embargo, el H 2 S sigue representando una fracción importante de las emisiones de los suelos de los humedales. [12] En la mayoría de los humedales de agua dulce hay poco sulfato ( SO2-4
_) por lo que la metanogénesis se convierte en la forma dominante de descomposición por bacterias metanogénicas sólo cuando se agota el sulfato. El acetato , un compuesto que es un subproducto de la fermentación de la celulosa , es descompuesto por bacterias metanogénicas para producir metano (CH 4 ) y dióxido de carbono (CO 2 ), que se liberan a la atmósfera. Las mismas bacterias también liberan metano durante la reducción de CO 2 . [4]
En la pedosfera es seguro asumir que los gases están en equilibrio con la atmósfera. [7] Debido a que las raíces de las plantas y los microbios del suelo liberan CO 2 al suelo, la concentración de bicarbonato ( HCO−
3) en las aguas del suelo es mucho mayor que en equilibrio con la atmósfera, [13] la alta concentración de CO 2 y la presencia de metales en las soluciones del suelo dan como resultado niveles de pH más bajos en el suelo. Los gases que escapan de la pedosfera a la atmósfera incluyen los subproductos gaseosos de la disolución y descomposición de carbonatos, reacciones redox y fotosíntesis microbiana . Los principales aportes de la atmósfera son la sedimentación eólica, la lluvia y la difusión de gases. La sedimentación eólica incluye cualquier cosa que pueda ser arrastrada por el viento o que permanezca suspendida en el aire e incluye una amplia variedad de partículas de aerosol , partículas biológicas como el polen y partículas de polvo. El nitrógeno es el componente más abundante de la lluvia (después del agua), ya que el vapor de agua utiliza partículas de aerosol para nuclear las gotas de lluvia. [4]
El suelo del bosque está bien desarrollado , como lo sugieren las gruesas capas de humus y la rica diversidad de grandes árboles y animales que viven allí. Los suelos forestales pueden formar una espesa esponja de carbono. En los bosques, la precipitación excede la evapotranspiración , lo que resulta en un exceso de agua que se filtra hacia abajo a través de las capas del suelo. Las bajas tasas de descomposición conducen a grandes cantidades de ácido fúlvico , lo que mejora en gran medida la erosión química. La percolación descendente , junto con la meteorización química, lixivia Mg, Fe y aluminio (Al) del suelo y los transporta hacia abajo, un proceso conocido como podzolización . Este proceso conduce a marcados contrastes en la apariencia y la química de las capas del suelo. [4]
Los bosques tropicales reciben más insolación y lluvia durante temporadas de crecimiento más largas que cualquier otro entorno del planeta. Con estas temperaturas elevadas, insolación y precipitaciones, la biomasa es extremadamente productiva, lo que lleva a la producción de hasta 800 gramos de carbono por metro cuadrado por año (8 toneladas de C/hectárea/año). [4] Las temperaturas más altas y las mayores cantidades de agua contribuyen a tasas más altas de meteorización química. Las mayores tasas de descomposición hacen que cantidades más pequeñas de ácido fúlvico se filtren y lixiven metales de la zona de erosión activa. Por lo tanto, en marcado contraste con el suelo de los bosques templados, los bosques tropicales tienen poca o ninguna podzolización y, por lo tanto, no tienen marcados contrastes visuales y químicos con las capas del suelo. En cambio, los metales móviles Mg, Fe y Al precipitan como minerales óxidos que dan al suelo un color rojo oxidado. [4]
La precipitación en los pastizales es igual o menor que la evapotranspiración y hace que el desarrollo del suelo funcione en una sequía relativa. [4] Por lo tanto, se reduce la lixiviación y la migración de productos de la meteorización. Grandes cantidades de evaporación provocan la acumulación de calcio (Ca) y otros cationes grandes que floculan minerales arcillosos y ácidos fúlvicos en el perfil superior del suelo. Las bajas cantidades de precipitación y los altos niveles de evapotranspiración limitan la percolación descendente de agua y ácidos orgánicos, lo que reduce la erosión química y el desarrollo del suelo. La profundidad hasta la concentración máxima de arcilla aumenta en áreas de mayor precipitación y lixiviación. Cuando disminuye la lixiviación, el calcio precipita como calcita (CaCO 3 ) en los niveles inferiores del suelo, capa conocida como caliche .
Los desiertos se comportan de manera similar a los pastizales, pero operan en condiciones de sequía constante ya que las precipitaciones son menores que la evapotranspiración. La erosión química avanza más lentamente que en los pastizales y debajo de la capa de caliche puede haber una capa de yeso y halita . [4] Para estudiar los suelos en los desiertos, los pedólogos han utilizado el concepto de cronosecuencias para relacionar el tiempo y el desarrollo de las capas del suelo. Se ha demostrado que el fósforo se lixivia muy rápidamente del sistema y, por tanto, disminuye con la edad. [14] Además, la acumulación de carbono en los suelos disminuye debido a tasas de descomposición más lentas. Como resultado, disminuye la tasa de circulación del carbono en el ciclo biogeoquímico. [ cita necesaria ]
![{\displaystyle {\ce {2 H+ + SO4^2- + 2 [CH2O] <=> 2 CO2 + H2S + 2 H2O}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/626e79cdc76e493981a325783ac6b899afd67d3a)
